GEOLOGÍA DE LA CALDERA EL DURAZNO. SISTEMA DE CALDERAS DE COLAPSO PALEOCENO-EOCENO DURANTE LA REACTIVACIÓN DEL MAGMATISMO ASOCIADO A LA MEGACALDERA CARRIZALILLO, PRECORDILLERA DEL NORTE DE CHILE. Díaz-Alvarado, J.; Rodríguez, N.; Fuentes, P.; Torres, F. Universidad de Atacama, Copayapu 485, Copiapó, Chile. [email protected] Abstract: La caldera El Durazno pertenece a una serie de calderas anidadas en el interior de la megacaldera Carrizalillo, que juntas son testigo del periodo Cretácico Superior – Eoceno caracterizado por la tectónica extensional y la generación de grandes cuencas extensionales y calderas volcánicas de colapso en la Precordillera del norte de Chile. La caldera El Durazno presenta tres fases en su evolución: la fase de colapso dominada por la generación de estructuras de fallas normales y los flujos de masa (brechas volcánicas), la fase explosiva con potentes depósitos de ignimbritas y algunas lavas vitrofídicas, y la fase post-colapso dominada por lavas andesíticas tras un periodo de parada eruptiva, erosión y desarrollo de ambientes lacustres intracaldera. Palabras clave: caldera volcánica, ignimbrita, extensión Paleoceno-Eoceno INTRODUCCIÓN Los sistemas magmáticos emplazados en zonas someras de la corteza superior son fundamentales para el estudio de la evolución magmática, la construcción de grandes batolitos y la conexión plutónico-volcánica (p. ej.: Yellowstone, la zona volcánica Taupo en Nueva Zelanda y las calderas del Gran Valle en California). Estas cámaras magmáticas someras son los reservorios de los depósitos efusivos asociados a las calderas volcánicas, que conllevan la erupción de grandes volúmenes de magmas como ignimbritas en procesos conocidos como “flare-ups” (Geyer et al., 2006; Gudmundsson, 2015; Roche y Druitt, 2001). Las calderas volcánicas de colapso, sus modelos eruptivos y los tipos de depósitos generados han sido ampliamente estudiados (p. ej.: Lipman, 1997; Aizawa et al., 2015), teniendo una estrecha relación con el contexto tectónico donde se desarrollan. Sin embargo, la presencia en la corteza superior de grandes sistemas

magmáticos parcialmente cristalizados, con grandes volúmenes de fundido susceptible de ser movilizado y eruptado en los procesos de colapso de caldera es materia de debate, presentandose modelos que conectan los procesos magmáticos (emplazamiento secuencial, fraccionación y diferenciación, “defrosting” o “rejuvenation”) y los grandes depósitos ignimbríticos asociados a los colapsos de caldera (p. ej.: Bachmann y Bergantz, 2008; Huber et al., 2011). CONTEXTO GEOLÓGICO Durante el periodo comprendido entre el Cretácico Superior y el Eoceno, el estilo de convergencia en el margen continental activo de Sudamérica (Fig. 1a) favoreció la formación de grandes sistemas de calderas volcánicas en la cordillera andina, como por ejemplo el “Eastern Paleocene-Eocene volcanic belt” (EPEB) (Rapela et al., 1987; Aragón et al., 2004), en la Patagonia argentina, o el sistema de calderas de colapso desarrolladas en la Precordillera de El Salvador, Copiapó y Vallenar (Rivera y Falcón, 2000), en el norte de Chile (Fig. 1a, b). El contexto tectónico extensional permitió el desarrollo de cuencas asociadas a sistemas de fallas transtensivas dextrales (Rivera, 1992; Arévalo et al., 1994), favoreciendo el emplazamiento de grandes volúmenes de magmas en la zona superior de la corteza. El progreso de este periodo extensivo a nivel cortical generó el colapso del techo de las cámaras magmáticas y la erupción de grandes volúmenes de magma en forma de lavas y depósitos piroclásticos en dos grandes episodios: 1) la megacaldera Carrizalillo (Rivera y Mpodozis, 1994) (Fig. 1b) presenta una forma elíptica elongada en dirección NNE cuyos ejes mayor y menor alcanzan una longitud de 58 y 32 kilómetros respectivamente. Está caracterizada por la presencia de grandes depósitos de ignimbritas riolíticas en la base y lavas andesíticas y dacíticas a techo, y por la intrusión a lo largo de la fractura anular principal de la caldera del plutón Cabeza de Vaca, de composición granodiorítica. 2) En etapas más tardías, la cámara magmática sub-caldera evolucionó hacia cámaras de menor dimensión, que colapsaron dando lugar a la formación de cuatro calderas de pequeño diámetro anidadas dentro de la megacaldera Carrizalillo (Fig. 1b). Estas han sido denominadas como caldera Lomas bayas, El Durazno (Fig. 1c), Agua Nueva y Bellavista (de sur a norte) (Rivera y Mpodozis, 1994). DESCRIPCIÓN DE LOS MATERIALES DE LA CALDERA

La caldera El Durazno (Fig. 1c) presenta una excelente preservación de las fracturas anulares y transversales que canalizaron la efusión de material magmático, así como excelentes afloramientos de brechas de colapso, tobas de intracaldera, algunos conductos eruptivos, lavas post-colapso, depósitos lacustres e intrusiones post-caldera que cortan todas las unidades anteriores. Facies de borde Están caracterizadas por presentar un alto buzamiento (>60º) hacia el interior de la caldera. La estructura anular que limita la caldera se desarrolla sobre las lavas de Sierra La Dichosa, que comprenden basaltos y traquibasaltos con fenocristales de Pl y Opx y matriz vítrea pilotaxítica a intersertal (Iriarte et al., 1999). Además, se presentan varias fallas normales subparalelas a la fractura principal (Fig. 1c, 2). Estas facies de borde están constituidas fundamentalmente por depósitos lensoidales de megabrechas con bloques de hasta varios metros de diámetro de composición andesítica en una matriz cinerítica, milonitas desarrolladas sobre la base de la caldera, fundamentalmente lavas de Sierra La Dichosa, que presentan un fuerte estiramiento y reducción del tamaño de grano observable en los fenocristales de Pl, y rocas de falla y materiales muy alterados que sirven de matriz de los grandes bloques lensoidales de milonitas y brechas. Ignimbritas y lavas tipo obsidiana Las unidades piroclásticas de la fase de colapso de la caldera se dividen en dos unidades de principales de ignimbritas (Fig. 2) de composición dacítica a riolítica (Iriarte et al., 1999): a muro son ignimbritas soldadas de color rosado sin líticos mayores al cm de diámetro que dominan en el borde occidental de la caldera. A muro y techo de estas ignimbritas encontramos de 5 a 15 metros de coladas de lava tipo obsidiana (a techo con mayor cantidad de fenocristales de Pl y líticos de 2-3 cm de diámetro). La segunda unidad ignimbrítica se dispone concordantemente sobre las lavas vitrofídicas y algunos cuerpos lensoidales de brechas. Se caracterizan por ser tobas poco soldadas de color blanco pálido con gran cantidad de líticos que dominan al centro y este de la caldera (Fig. 1c, 2). Depósitos lacustres y lavas post-colapso A techo de la unidad de ignimbritas se desarrollan superficies erosivas y depósitos de sedimentitas de tamaño de grano fino y laminación paralela, con algunos depósitos de flujos de masa matriz-soportado. A techo de esta unidad, con distribución irregular, se depositan lavas

fundamentalmente andesíticas, preservándose algunos conos volcánicos al interior de la caldera (Fig. 1c). Las unidades de intracaldera están cortadas por fallas con orientación N10-20E, con cinemática dextral normal, que son los conductos de emplazamiento de diques y pórfidos riolíticos que postdatan la caldera. DISCUSIÓN y CONCLUSIONES La caldera el durazno ha sido datada con métodos de K-Ar, obteniéndose valores entre los 56 y 53 Ma (Rivera y Mpodozis, 1994; Iriarte et al., 1999). Según la sucesión de depósitos y estructuras encontradas en este primer reconocimiento geológico de la caldera, estos se pueden adscribir a tres eventos principales: 1) La fase de colapso, determinada por la tectónica extensional, en la que se generan grandes escarpes y depósitos piroclásticos de alta energía (flujos de masa con grandes bloques heterométricos y polimícticos). 2) La fase explosiva supone la mayor emisión de material magmático al exterior, conformando dos grandes unidades de ignimbritas y algunas lavas vitrofídicas, coincidiendo con la fase principal del colapso de la caldera. 3) Tras un periodo de reposo que genera erosión y depósitos lacustres intracaldera, se desarrolla un magmatismo a partir de edificios volcánicos al interior de la caldera, con la depositación de lavas post-colapso. La caldera es post-datada por la intrusión de diques y lacolitos riolíticos que cortan las unidades previas. Agradecimientos Este proyecto está siendo financiado gracias al proyecto DIUDA-22306 de la Universidad de Atacama.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Aizawa, K., Acocella, V., Yoshida, T. 2015. How the development of magma chambers affects collapse calderas: insights from an overview. From: Troise, C., De Natale, G., Kilrbun, C. R. J. (eds) 2006. Mechanisms of Activity and Unrest at Large Calderas. Geological Society, London, Special Publications, 269: 65-81. Aragón, E., Aguilera, Y., Consoli, V., Cavarozzi, C. E., Ribot, A. 2004. Las Andesitas Estrechura del Complejo Volcánico Piroclástico del Río Chubut medio (Paleoceno-Eceno medio). Revista de la Asociación Geológica Argentina 59 (4): 619-633. Arévalo, C. 1994. La Cuenca Hornitos: Un Hemigraben Extensional del Cretácico superior-Paleoceno en la Precordillera de Copiapó (27°-28°S): VII Congreso Geológico Chileno, Actas Volumen I: 397-401. Bachmann, O., Bergantz, G. W. 2008. The magma reservoirs that feed supereruptions. Elements, 4, 17-21.

Geyer, A., Folch, A., Martí, J., 2006. Relationship between caldera collapse and magma chamber withdrawal: An experimental approach. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 157(4): 375-386. Gudmundsson, A. 2015. Collapse-driven large eruptions. Journal of Volcanology and Geothermal Research, in press. Huber, C., Bachmann, O., Dufek, J. 2011. Thermo-mechanical reactivation of locked crystal mushes: Meltinginduced internal fracturing and assimilation processes in magmas. Earth and Planetary Science Letters, in press. Lipman, P. W., 1997. Subsidence of ash-flow calderas: relation to caldera size and magma-chamber geometry. Bulletin of Volcanology, 59: 198-218. Iriarte, S., Arévalo, C., Mpodozis, C. 1999. Hoja La Guardia, Región de Atacama. Servicio Nacional de Geología y Minería, Mapas Geológicos No. 13, escala 1:100.000, Santiago. Rapela, C. W., Spalletti, L., Merodio J. C., Aragón E. 1987. Temporal evolution and spatial variation of the lower Tertiary Andean volcanism (40-42 30'S). Journal of South American Earth Sciences, 1: 1-14. Rivera, O. 1992. El complejo volcano-plutónico Paleoceno-Eoceno del Cerro Durazno Alto: Las Calderas El Durazno y Lomas Bayas, Región de Atacama, Chile. Tesis. Departamento de Geología. U. Chile, 242 p. Rivera, O., Mpodozis, C. 1994. La megacaldera Carrizalillo y sus calderas anidadas: Volcanismo sinextensional Cretácico superior-Terciario inferior en la Precordillera de Copiapó. VII Congreso Geológico Chileno, Actas Volumen I: 149-153. Roche, O., Druitt, T. H. 2001. Onset of caldera collapse during ignimbrite eruptions. Earth and Planetary Science Letters, 191(3–4): 191-202.

FIGURA Nº 1. Esquema geológico de la caldera El Durazno. A) Configuración tectónica del margen occidental de Sudamérica (modificado de Charrier et al., 2007). B) Mapa geológico y ubicación del complejo de calderas de colapso en la Precordillera de Copiapó, norte de Chile (modificado de Arévalo et al., 1994). C) Esquema geológico de las diferentes unidades que conforman la caldera El Durazno.

FIGURA Nº 2. Columna esquemática de los depósitos asociados al colapso de la caldera El Durazno y las fases del proceso eruptivo. Las potencias descritas a la derecha de la columna son estimaciones visuales mínimas de las unidades descritas.